1、水文学与水资源学基础 The Basis of Hydrology and Water Resources 地下水部分,宋 献方 TEL & FAX: 010-64889849 手机：13911622701 E-mail: ,主 要 内 容,地下水的结构与运动,地下水系统的组成与结构,地下水的类型及其特征,地下水循环及其影响因子,地下水运动规律,地下水动态与平衡,中国地下水基本特征,地下水的化学成分及其形成作用,地下水水资源评价简介,地下水循环及其影响因子,地下水循环,地下水的补给（groundwater recharge）、排泄(groundwater discharge)与径流(groun
2、dwater runoff)地下水经常不断地参与着自然界的水循环。含水层或含水系统通过补给从外界获得水量，径流过程中水分由补给处输送到排泄处然后向外界排出，在水分交换、运移过程中，往往同时伴随着盐分的交换与运移。补给、径流与排泄决定着含水层或含水系统的水量与水质在空间和时间的变化。只有对地下水的补给、排泄与径流建立起清晰的概念，才有可能正确地分析与评价地下水资源，采取有效的兴利防害措施。,地下水循环,地下水的补给,含水层或含水系统从外界获得水量的作用过程称做补给。 补给的研究包插补给来源、补给条件及补给量。 补给来源有大气降水、地表水、凝结水和其它含水层的水，以及各种人类活动而产生的人工补给来
3、源，如水库水，灌溉水等；此外，专门为改善地下水资源条件而采取的人工补给地下水的措施。,一、大气降水对地下水的补给,1大气降水入渗补给机制 以松散沉积物组成的包气带为例进行讨论，在土颗粒、空气和水组成的三相体系中，水的运动十分复杂。降水入渗机制迄今尚来完全阐明。 入渗补给含水层的水量仅占降水量的20一50%.降水入渗速率，即地面吸收降水的能力，是随着降雨过程延续而降低的。,地下水的补给,完全饱和带：地表下数厘米深度内出现水分完全饱和的层 传输带：此带并不完全饱和，含水量大致相当于饱和含水量 的80，不断由地表接受水分并向下传输 湿润带：位于传输带以下，此带含水量白上而下逐渐降低 湿锋面：含水量突
4、变，在毛细力作用下向下推移,降雨后包气带水的下渗方式一般认为有活塞式(piston infiltration)及捷径式(short-circuit infiltration)两种。 所谓活塞式下渗是指上部的人渗水推动下部的水作面状下移。此类下渗主要发生于比较均质的孔隙大小差别不大的砂层中。 捷径式下渗时，水流不作面状推进，而沿着某些通路优先下渗。例如在粘性土中下渗水往往沿着某些大孔道根孔、虫孔及裂隙移动。我国黄土高原地区，潜水面最深可达二、三百米，但仍可获得降水补给。捷径式下渗很可能起着主要作用。,活塞流 优先流,2影响大气降水补给地下水的因素降水特征、蒸发强度、包气带的岩性与厚度、地形、植被
5、等影响大气降水对含水层的补给。,年降水量是影响降水补给地下水的决定因素之一。 年降水量小于某一数值时，对地下水实际上无补给作用；年降水量较大，则入渗补给含水层的比值也愈大。 降水强度过大而超过地面入渗速率时，将产生地表径流。一次降雨量较小且各次降雨时间间隔较长，则每次降雨量仅足以湿润表层，雨后蒸发消耗。上述两种情况均不利于地下水获得补给。 绵绵细雨对地下水补给很有利。 包气带渗透性好，有利于吸收降水。包气带厚度(潜水埋藏深度)愈大，滞留的水量便愈多，不利于补给地下水。但是如果潜水埋深过浅，毛细饱和带离地表很近，会使降水的入渗速率降低而大量转为地表径流，也不利于补给地下水。,二、地表水对地下水的
6、补给,河流与地下水的补给关系沿着河流纵断面而有所变化。 山区河谷深切，河水位常年低于地下水位，起排泄地下水的作用。 山前，由于河流的堆积作用，河床处于高位，河水常年补给地下水。 冲积平原与盆地的某些部位，河水位与地下水位的关系，随季节而变化。而在某些冲积平原中，河床因强烈的堆积作用而形成所谓“地上河”，河水经常补给地下水。,地表水补给地下水,黄河地上河,汛期开始，河水浸湿包气带并发生垂直下渗，使河下潜水面形成水丘。河水不断下渗，水逐渐抬高与扩大，与河水联成一体。汛期结束，河水撤走，水丘逐渐趋平，使一定范围内潜水位普遍抬高。河水补给地下水时，补给量的大小取决于下列因素：透水河床的长度与浸水周界，
7、河床透水性(渗透系数)。河水位与地下水位的高差(影响水力坡度)以及河床过水时间。,间歇性河流对地下水的补给过程,间歇性河流对地下水的补给过程,流域降水-冰雪融水-地表水-地下水转化模式,出山河水,山区降水占68%,冰川融水占8%,地下水占24%,地下水,（入渗带）,降水占10-30%,出山河水占70-90%,黑河河水,（细土平原）,地下水占 70-80%,地下水,(北部盆地),河水占 4050%,蒸发,居延海,75%,第一次转化,第二次转化,？, 山前补给。发生在祁连山前戈壁带，除个别地段可能存在山区地下径流外，主要是一系列的季节性出山河流和降水垂直入渗，多为HCO3或HCO3-SO4水，为1
8、963年以来的现代补给。 河流侧向入渗补给。河流入渗来自常年性的黑河，主要发生在下游盆地，为HCO3-SO4水，地下水的年龄小于50年。 灌溉入渗补给。灌溉水的来源是引河水和地下水，入渗补给主要发生在人工绿洲区，特别是在金塔鼎新灌区。多为SO4Cl水。 北盆地的承压水，14C校正年龄可达8kaBP左右，是中全新世补给,黑河流域地下水补给机制示意图,地下水与地表水之间，双方互为补给源与排泄对象，同时也起到相互调节作用。,在一个流域内无论开发地表水资源还是开发地下水资源都会对双方产生影响。,大气降水与地表水补给特点,大气降水，从空间分布上看，大气降水属于面状补给，范围普遍且较均匀； 地表水则是线状
9、补给，局限于地表水体周边。从时间分布比较，大气降水持续时间有限而地表水体持续时间长，或是经常性的。在地表水体附近，地下水接受降水及地表水补给，开采后这一补给还可加强，因此地下水格外丰富。,山区，依靠高山冰雪融水或降水供给水量的河流，往往成为地下水主要的，甚至唯一的补给来源。 例如，河西走廊中段，降水只占地下水补给量的4，其余均属河水补给。 从总体上说，降水量的多寡决定着一个地区水的丰富程度。,潜水和承压水含水层接受补给,潜水在整个含水层都能直接接受补给 承压水仅在含水层出露于地表，或与地表连通处方能获得补给,三、大气降水及河水补给地下水水量的确定,1平原区大气降水入渗补给量的确定 大气降水入渗
10、补给地下水的量通常可用下式确定：QXaF1000 式中：Q一大气降水入渗补给地下水量(m3a)x一年降水量(mm)a一入渗系数F一补给区面积(km2)入掺系数a是年降水入渗量与年降水量的比值，利用地中渗透仪测定：根倔研究区的情况放入有代表性的原状土样，通过多年观测，可以得到不同包气带岩性、地下水位埋深及年降水量条件下的年降水入渗补给量q x，据此可推求入渗系数a(图56)。求多年平均年降水入渗补给量，可将多年平均年降水以及相应的入渗系数。,地中渗透仪(lysimeter),蒸渗仪,(2)利用天然潜水位变化幅度确定：在研究区中地下水水平径流及垂向越流都很微弱，不受开采及地表水影响的地段里，选择若
11、干地势平坦、包气带岩性及潜水埋深有代表性的地点，布置观测井观测因降水入渗而引起的地下水位抬升值Ah，并测定水位变动带的给水度，则据下式可求得a：,2山区大气降水及河水入渗量的确定,山区大气降水与河水对地下水的补给量跟地下水排泄量相当，可通道测定排泄量反求补给量。山区地下水以集中的大泉或泉群形式排泄时，可通过定期测定泉流量求得全年排泄量；排泄分散时，则可通过分割河水流量过程线求全年排泄量。若山区地下水有一部分以地下径流形式排入邻接的平原或盆地，利用排泄量反推补给量就比较困难， 通常山区的入渗系数a是全年降水及河水人渗补给地下水总量与年降水量的比值：,新方法,四、凝结水(condensation
12、water)的补给,在某些地方，水汽的凝结对地下水的补给有一定意义。饱和湿度随温度降低，温度降到一定程度，空气中的绝对湿度与饱和湿度相等。温度继续下降，超过饱和湿度的那一部分水汽，便凝结成水。这种由气态水转化为液态水的过程称作凝结作用。夏季的白天，大气和土壤都吸热增温；到夜晚，土壤散热快而大气散热慢。地温降到一定程度，在土壤孔中隙水汽达到饱和，凝结成水滴，绝对湿度随之降低。 此时气温较高，地面大气的绝对湿度较土中为大，水汽由大气向土壤孔隙运动，如此不断补充，不断凝结，当形成足够的液滴状水时，便下渗补地下水。 一般情况下，凝结形成的水相当有限。但是，高山、沙漠等昼夜温差大的地方(如撒哈拉大沙漠昼
13、夜温差大于50)，凝结作用对地下水补给的作用不能忽视。 我国内蒙沙漠地带，在风成细沙中不同深度均有水汽凝结。,五、含水层之间的补给,两个含水层之间存在水头差且有联系的通路，则水头较高的含水层便补给水头较低者。,六、地下水的其它补给来源,建造水库，修建灌溉工程以及工业与生活废水等人类活动，都会使地下水获得的补给。近些年来，为了补充地下水资源，广泛采用地面、河渠、坑池蓄水渗补及井孔灌注等方式，专门进行地下水人工补给(artificial groundwater recharge)。 利用地表水灌溉时，灌溉渠道及田面渗漏常使浅层地下水获得大量补给。渠道对地下水的补给与地表水补给相似，只是灌渠密度大，
14、且有时采用半挖半填的地上渠形式，故渗漏量相当大。大型地表水灌溉系统输水损失将近50，除蒸发与湿润包气带外，相当一部分水量补给了地下水。灌水的田面渗漏与大气降水补给的特点相近。灌溉回归水（irrigation return flow）,地下水获得矿化度与化学类型不同的补给水，水质也因而发生变化。 干旱地区的潜水往往因长期蒸发浓缩而成为高矿化度水。在那些经常获得低矿化度水补给的地段，如河流沿岸，季节性集水洼地，灌渠两侧等常可找到适于饮用的淡水透镜体。 高矿化度水与污染水的补给，则使含水层水质恶化，这多半是在人为影响下发生的。 例如工业废水与生活污水的不合理排放，降水淋滤废料与吸收废气后补给地下水等
15、，过量抽取滨海地区的或与咸水层有联系的淡水含水层，也可引起海水或咸水补给淡水层而引起水质恶化。,七、补给对地下水质的影响,地下水的排泄,含水层失去水量的作用过程称做排泄。 在排泄过程中，含水层的水质也发生相应变化。研究含水层的排泄，应包括排泄去路及方式、影响排泄的因素及排泄量。地下水通过泉(spring)(点状排泄)、向河流泄流(线状排泄)及蒸发(面状排泄)等形式向外界排泄。 此外，一个含水层中的水可向另一个含水层排泄。此时，对后者来说，即是从前者获得补给。用井孔抽取地下水，或用钻孔、渠道排除地下水，均属地下水的人工排泄。 蒸发排泄耗失水量时，盐分仍留在地下水中。其它种类的排泄，盐分随同水分同
16、时排走，属于径流排泄。 过去曾经把蒸发排泄称做垂直排泄，而将其它种类的排泄称为水平排泄；这样划分并不恰当，因为含水层的越流排泄也是垂直进行的。,一、泉,泉是地下水的天然露头，在地形面与含水层或含水通道相交点地下水出露成泉。山区及丘陵的沟谷与坡脚，常可见泉。而在平原地区很少有。 根据补给泉的含水层的性质，可将泉分为上升泉(asending spring)及下降泉(desending soring)两大类。上升泉由承压含水层补给。下降泉由潜水或上层滞水补给。仅仅根据泉口的水是否冒涌来判断是上升泉或下降泉，那是不合适的，下降泉泉口的水流也可显示上升运动；反之，通过松散覆盖物出露的上升泉，泉口附近的水
17、流也可能呈下降运动。根据出露原因，下降泉可分为侵蚀泉(erosion spring)、断层泉（fault spring）接触泉(contact spring)与溢流泉(overflow spring)。沟谷切割揭露潜水含水层时，形成侵蚀(下降)泉。地形切割达到含水层隔水底板。,泉水示意图,泉类型,二、泄流,地下水有时也集中排泄于河底、湖底或泥底，这类水与般泉的区别是出露于水下而不在地面。 更多的情况下，地下水是分散排入地表水体的。当河流切割含水层时，地下水沿河岸线状排泄。此时，可通过分割河流流线过程线求地下水泄流量，在河流上选定断面，测定河水流量，得出河流流量过程线。常年有水河流，枯水季河水流
18、量全由地下水泄流供给，汛期主要由流域内降水汇聚形成，同时也可能包含部分泄流水量。最简单的分割方法在流量过程线上起涨点A(此时起涨水开始汇入河流)引水平线交于退水段的B点(此时降水汇入河流告终)，AB连线，其下阴线部分即相当于地下水泄流补给河水的量，在水文学中此部分水量称作基流。用此种直线分割法得出的地下水排泄量不够真实，因为雨季河水位与地下水位均有变化，地下水排泄量；同于枯水季节。但当汛期不长而精度要求不高的。,同位素方法等,三、蒸 发,地下水的蒸发排泄包括土面蒸发（evaporation）及叶面蒸腾(transpiration)1土面蒸发：地下水沿毛细孔隙上升，在潜水面之上形成一个毛细水带。
19、当潜水埋藏不深，毛细水带上缘离地面较近，大气相对湿度较低时，毛细弯液面上的水不断由液态转为气态，逸入大气，潜水则源源不断通过毛细作用上升补给，使蒸发不断进行。水分蒸发的结果，使盐分滞留浓集于毛细带的上缘。降雨时，部分盐分淋溶重新进入潜水。因此，强烈的蒸发排泄将使土壤及地下水不断盐化。影响土面蒸发的主要因素是气候、潜水埋藏深度及包气带岩性。气候愈干燥，相对湿度愈小，土面蒸发便愈强烈。 如我国西北地区的山间盆地，相对湿度经常小于50，有的地方潜水矿化度可达100gL以上；而相对湿度达80以上的川西平原，虽然潜水埋藏很浅，但砂化度还不到05gL。,2叶面蒸腾,叶面蒸腾植物在生长过程中，经由根系吸收水
20、分，并通过叶面蒸发逸失。 通过盆栽试验(把植株根部插在有水的皿器内，皿口盖住，以防水面蒸发，并观察由于叶面蒸发引起的水位降低)，可以确定作物的蒸腾量。 根据苏联及美国学者的试验，每生成单位重量小麦籽粒，需要消耗1200一l 300倍的水量。植被繁茂的土壤全年的蒸发量约为裸露土壤的两倍，个别情况下甚至越过露天水面蒸发量 在苏联中亚细亚林区，整个生长期，林木的蒸腾量可达630840mm， 德国进行水均衡计算，发现蒸腾量竞占总蒸发量的75，年平均达37753mm。,田间土壤水分平衡示意图，,地下水的径流,地下水由补给处流向排泄处的作用过程称作径流。除了某些构造封闭的盆地外，地下水经常处于不断径流之中
21、。径流是连结补给与排泄的中间环节，将地下水的水量与放量由补给处传输到排泄处，从而影响含水层或含水系统水量与水质的时空分布。包括径流方向、径流强度、径流条件及径流量等。,地下水径流方向与径流系统,地下水的排泄区总是分布于地形相对低下的地方，因此，从总体上说，地下水的径流受地形控制，由高处流向低处。 在很长一个时期中，一直把地下水的径流，尤其是潜水的径流看成平面流动，认为垂直方向的运动是可以忽略的。绘制潜水等水位线图或承压水等水压线图，实际上都是以地下水作平面流动这一假定为前提的。但是，实际工作中，用平面流动分析水文地质现象，往往遇到一些无法解释的矛盾。,地下水径流强度与水质,地下水的径流强度可用
22、单位时间通过单位断面的流量来表征，即以渗透流速表征。因此，径流强度与含水层的透水性、补给区到排泄区间的水头差成正比，而与流动距离成反比。 对于潜水来说，含水层透水性愈好，地形切割愈强烈且相对高差愈大，补给愈丰富，则地下径流愈发育。湿润山区的潜水为典型的渗入径流型循环（infiltration-runoff），入渗补给的水，在径流过程中溶滤岩土，最终水盐共同在排泄区排出。长期循环，使整个含水层的水不断趋于淡化。浅部，侵蚀基准面以上径流最为强烈，水的矿化度很低；向深部，随着循环途径增长，径流变弱，矿化度增大。 干旱地区细土堆积平原的潜水，为典型的渗入蒸发型循环(infiltration evapo
23、ration)。水分及盐分输送到排泄区后，水分蒸发挥失，盐分就地积聚。长期循环的结果，使补给区的水土淡化离盐，排泄区的地下水盐化，土壤发生盐碱化,地下径流模数,地下径流模数(M)表示一平方公里含水层分布面积上地下水径流量。年平均地下径流模数可用下式求算,式中：F含水层分布面积(km2)；Q一地下水流量(m3a)。,地下水运动规律,地下水运动规律 The basic law of groundwater movement,地下水在岩石空隙中的运动称为渗流(渗透)(groundwater flow)。发生渗流的区域称为渗流场。由于受到介质的阻滞，地下水的流动远较地表水为缓慢。在岩层空隙中渗流时，水
24、的质点有秩序的、互不混杂的流动，称作层流运动(laminar flow)。在具狭小空隙的岩石(如砂、裂隙不很宽大的基若)中流动时，重力水受介质的吸引力较大，水的质点排列较有秩序，故均作层流运动。水的质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动(turbulent flow)。作紊流运动时，水流所阻力比层流状态大，消耗的能量较多。在宽大的空隙中(大的溶穴、宽大裂隙及卵砾石孔隙中)，水的流速较大时，容易呈紊流运动。水在渗流场内运动，各个运动要素(水位、流速、流向等)不随时间改变时，称作稳定流(steady flow)。运动要素随时间变化的水流运动，称作非稳定流(unsteady flow)。严格地讲
25、，自然界中地下水都属于非稳定流。但是，为了便于分析和运算，也可以将某些运动要素变化微小的渗流，近似地看作稳定流。,饱水带重力水运动的基本规律,线性渗透定律达西定律(Darcys law)VKI V称作渗透流速，K渗透系数，I 水力坡度,1，渗透流速(seepage velocity)V： 指秒拄的横断面积；在该横面积中，包括砂颗粒所占据的面积及孔隙所占据的面积；而水流实际通过的是空隙实际过水的面积。Vnu,2水力梯度(hydraulic gradient) I：水力梯度为沿渗透途径水头损失与相应渗透长度的比值。 为了克服水质点之间的摩擦阻力(此种感擦阻力随流程增大而增加)，必须消耗机械能，从而
26、出观水头损失。所以，水力梯度可以理解为水流通过单位长度渗透途径为克服摩擦阻力所耗失的机械能。从另一个角度，则可理解为驱动力。确定水力梯度。,3，渗透系数(hydraulic conductivity) K：从达西定律VKI可以看出，水力梯度I是无因次的，故渗透系数K的因次与渗簿流速V相同，一般采用md或cms为单位。VK。意即渗透系数为水力梯度等于1时的渗透流速。水力梯度为定值时，渗透系数愈大，渗透流速就愈大；渗透流速为一定值时，渗透系数愈大，水力梯度愈小。由此可见，渗透系数可定量说明岩石的渗透性能。渗透系数放大，岩石的透水能力愈强。,在达西定律中，渗透流速V与水力梯度I为一次方威正比，故达西
27、定锥又称线性渗透定律。过去认为，达西定律适用于所有作层流运动的地下水，但是40年代以来的多次实验表明，只有雷诺数(R。)小于l一10之间接一数值的层流运动才服从达西定律，超过此范围，V与I不是线性关系。 绝大多数情况下，地下水的运动都符合线性渗透定律，因此，达西定律适用范围很广。它不仅是水文地质定量计算的基础，还是定性分析各种水文地质过程的重要依据。,非线性渗透定律,地下水在较大的空隙中运动，且其流速相当大时， (A。Chezy)哲才定律：VKI 1/2此时渗透流速V与水力梯度的平方根成正比。呈紊流运动，此时的渗透服从哲才定律,流 网(flow nets),渗流场内可以作出一系列等水头面和流面
28、。在渗流场的某一典型剖面或切面上，系列等水头线与流线组成的网格称为流网。流线是渗流场中某一瞬时的一条线，线上各水质点在此瞬时的流向均与此线相切。迹线是渗流场中某一时间段内某一水质点的运动轨迹。流线可看作水质点运动的摄影，迹线 贝降对水质点运动所柏的电影。在稳定流条件下，流线与迹线重合。在各相同性介质中，地下水必定沿着水头变化最大的方向，即垂直于等水头线的方向运动，因此，流线(flow line)与等水头线构成正交网格。,结合水的运动规律,不少研究者曾进行粘性土的室内渗透试验，并得出了不同的结果。根据这些成果，粘性土渗透流速V与水力梯度I主要存在三种关系：1)YI关系为通过原点的直线，服从达西定
29、律2)VI曲线不通过原点，水力梯度小于某一值I。时无渗透；大于I。时，起初为凸出的曲线，然后转为直线；3)VI曲线通过原点，I小时曲线向I铀凸出，I大时为直线。,包气带水的运动规律,包气带是复杂的三相体系，除了水和固体介质，还有空气。在此特殊条件下山现的受毛细力及重力共同作用的毛细水，使包气带水的运动远较饱水带为复杂。,饱水带中任一点的水头值H可表示为：Hz十hp 而包气带中任一点的水头值H则为：HZkp 式中：z一由指定基准面算起的位置高度(代表位置水头)；hP一测压高度(代表压力水头)。,地下水的化学成分及其形成作用,地下水的化学成分及其形成作用 Chemical Compositions
30、 and Processes in Groundwater,地下水溶液是地下水与环境自然地理、地质背景以及人类活动长期相互作用的产物。一个地区地下水的化学面貌，是该地区地下水发展变化的历史画卷。研究地下水的化学成分，可以帮助我们重溯水文地质历史，阐明地下水的起源、形成与分布。水是一种良好的溶剂。水溶解地壳的化学元素，携带它们一起运移，并在一定环境中将之流出。水是地壳中元素迁移、分散与富集的载体。研究许多地质过程(如岩溶、沉积、成岩)时，都不能不涉及地下水的化学作用。研究成矿过程中地下水的化学作用，对于阐明成矿机制，完善与丰富成矿理论，有很大的意义。,一、地下水中主要气体成分,地下水中常见气体成
31、分有O2、N2、H2S及CO2等。一般情况下，地下水中气体含量不高，每公外水个只有几毫克到几十毫克。但是，气体成分能够很好的反映地球化学环境；1，氧(O2)、氮(N2)：地下水中的氧气和氮气主要来源于大气。它们随同大气降水及地炭水补给地下水，因此，以入渗补给为主、与大气圈关系密切的地下水中合O2及N2较多。2，硫化氢(H2S)：地下水中出现硫化氢，其意义恰好与O2相反，说明处于缺氧的还原环境。在与大气线为隔绝的环境中，有机质存在时，由于微生物的作用，SO2将还原成H 2S。因此，H2S一般出现于封闭地质构造的地下水中。3，二氧化碳(CO2)：地下水中的二氧化碳主要有两个来源。一种由有机物的氧化
32、(植物的呼吸作用及有机质残骸的发酵作用)形成。这种作用发生于大气、土壤及地表水中；生成的CO2随同水一起入渗补给地下水；浅部地下水中主要含有这种成因的CO2。另一种是深部变质形成的。含碳酸盐类的岩石，在深部高温影响下，分解生成CO2。,二、地下水中主要离子成分,地下水中分布最广、含量较多的离子共七种： 即：氯离子(CI)、硫酸根离(SO42)、重碳酸根离子(HCO3)、钠离子(Na)、钾离子(K)、钙离子(Ca 2)及镁离子(Mg2+)。构成这些离子的元素，或是地壳中含量较高，反较易溶于水的(如O 2、Ca、Mg、Na、K)，或是地壳中含量虽不很大，但极易溶于水的(C1、以SO42 形式出现的
33、S)。Si、Al、Fe等元素，虽然在地壳中含量很大，但由于其难溶于水，地下水中含量通常不大。一般情况下，随着总矿化度(含盐量)的变化，地下水小占主要地位的离子成分也随之发生变化。低矿化度水中常以HCO3 及Ca 2、Mg 2为主；高矿化度水则以CI及Na为主； 中等矿化度的地下水中， 阴离子常以SO42为主，主要阳离子则可以是Na，也可以是Ca 2。,三、地下水中的其它成分,除了上述常见的大量出现的组分，地下水中通常还存在微量组分，如Br、I、F、Br，Ba等。这些微量组分常可说明地下水的形成环境，同时对人体健康有着明显影响。,四、地下水的总矿化度及化学成分表示式,地下水中所含各种离子、分子与
34、化合物的总量称为总矿化度，以每公升中所含克数(gL)表示。为了便于比较不同地下水的矿化程度，习惯上以105一110时将水所得的干涸残余物总量来表征总矿化度。也可以将分析所得阴阳离子含量相加，求得理论干涸残余物值。为了简明地反映水的化学特点，可采用库尔洛夫式表示。将阴阳离子分别标示在横线上下，按毫克当量百分数自大而小顺序排列，小于10的离子不予表示。横线前依次友示气体成分、特殊成分及矿化度(以字母M为代号)，三者单位均为gL，横线后以字母t为代号表示以摄氏计的水温。如：,五、地下水化学成分的形成作用 Chemical Processes in Groundwater,地下水主要来源于大气降水，其次是河水、湖水及海水。这些水在进入含水层以的，已经合有某些物质，在与岩土接触后，化学成分又进一步演变。地下水化学成分的形成作用主要有以下几种：,溶滤作用(Leaching and dissolution) 浓缩作用(Concentration) 脱碳酸作用(Decarbonation) 脱硫酸作用(Desulphidation) 阳离子交替吸附作用(Cation exchange and adsorption) 混合作用(mixing) 人类活动在地下水化学成分形成中的作用,
